Mineral association of the terrigenous-volcanogenic strata of the Kontozero volcano-plutonic complex (Kola Peninsula, Russia)

Толық мәтін

ВВЕДЕНИЕ

Контозерский вулкано-плутонический комплекс входит в состав Кольской щелочной провинции (Кухаренко и др., 1965; Arzamastsev et al., 2001; Downes et al., 2005), расположенной в северо-восточной части Балтийского щита и занимающей большую часть территории Мурманской области и смежные с ней районы Финляндии. История исследования комплекса началась в 1927 году, когда В. И. Влодавец при маршрутных исследованиях северо-восточной части Кольского полуострова обнаружил коренные выходы щелочных сиенитов в 4 км к западу от озера Контозеро. Он привел первые данные о минеральном и химическом составе этих пород и высказал предположение о их генетической связи с нефелиновыми сиенитами Хибинских и Ловозерских тундр (Влодавец, 1928).

Дальнейшими работами было установлено, что интрузии щелочных и нефелиновых сиенитов дугообразной полосой окаймляют кальдеру диаметром около 8 км, выполненную разнообразными осадочными, пирокластическими и эффузивными породами (Кириченко, 1962; Кириченко, 1970; Сапрыкина и др., 1978; Петровский и др., 2011). По данным А. А. Арзамасцева с коллегами (Арзамасцев и др., 1998; Арзамасцев, Петровский, 2012), кальдера прослеживается на глубину 5 км, имеет коническое ассиметричное строение, подводящий канал диаметром 1—2 км расположен в ее восточной части. Разрез кальдеры установлен по данным бурения: первые пять скважин глубиной от 64 до 334 метров были пройдены здесь в период 1964—1965 гг. (Попов, 1967; Кириченко, 1970), а с 1970 по 1977 гг. пройдено 180 картировочных, одна поисковая (№ 7) и одна опорная (№ 6) скважины (Сапрыкина и др., 1978).

По данным предыдущих исследователей (Кириченко, 1970; Бородин, Гладких, 1973; Пятенко, Сапрыкина, 1976; Сапрыкина и др., 1978; Пятенко, Сапрыкина, 1981; Пятенко, Осокин, 1988; Петровский и др., 2011), разрез кальдеры разделяется на три толщи:

1. верхняя, карбонатно-терригенная (или карбонатитовая ^[1]) толща, мощностью около 1000 м сложена карбонатитовыми лавами, их туфами, туффитами, туфобрекчиями, карбонатными песчаниками, алевролитами, известняками и доломитами;
2. средняя, вулканогенная (нефелинит-мелилититовая) толща, мощностью 700—900 м, представлена нефелиновыми базальтами, (нефелин)-мелилитовыми базальтами, мелилититами, меланефелинитами, нефелинитами, (эвдиалитовыми) фонолитами, а также туфами этих пород;
3. нижняя, терригенно-вулканогенная (авгититовая) толща, мощность которой составляет 600—750 м, состоит из покровов авгититов, лимбургитов, их туфов, туффитов, туфопесчаников, алевролитов и аргиллитов.

Переходы между перечисленными толщами постепенные. Согласно исследованиям А. А. Арзамасцева и его коллег (Арзамасцев и др., 1998; Арзамасцев, Петровский, 2012), образование вулканических пород в районе Контозера (а также Ловозерского, Хибинского массивов и Ивановского комплекса) произошло в Кольской щелочной провинции не менее чем за 20—30 млн лет до проявления щелочных интрузий.

Как видно из приведенного выше краткого перечисления состава трех толщ, вулканиты Контозерского комплекса очень разнообразны, и, кроме того, связаны между собой переходными разновидностями. В монографии, посвященной геологии и петрологии комплекса, Л. А. Кириченко отметил, что «породы группы щелочных базальтоидов в Контозерском районе образуют непрерывный ряд от авгититов и лимбургитов, через мелилитовые базальты и мелилититы до мелилитовых нефелинитов» (Кириченко, 1970, стр. 37). Кроме вышеперечисленных вулканитов, в составе пород кальдеры были описаны или упомянуты меймечиты и мончикиты (Кухаренко и др., 1971), пикритовые порфириты (Кириченко, 1970), оливиновые меланефелиниты и меланефелиниты (Петровский и др., 2011), а также переходные разновидности пород.

Геохимические, петрологические, минералогические, изотопные исследования Контозерского комплекса многочисленны и продолжаются по сей день (Martins et al., 2014; Fomina et al., 2020; Kozlov et al., 2020; Kozlov et al., 2024). В ранние периоды исследования комплекса скрытокристаллическая структура большинства вулканитов и широко проявленные в них вторичные изменения значительно усложняли диагностику минералов и пород. Современные методы исследования вещества позволяют получить подробную информацию о минеральном и химическом составе вулканитов, химическом составе слагающих их минералов. Например, недавние детальные исследования (Арзамасцев и др., 1998; Арзамасцев, Петровский, 2012) показали, что мелилит в породах комплекса отсутствует, вместо него породообразующими являются нефелин и полевой шпат. В работах М. Н. Петровского с коллегами (Петровский, Савченко, 2014; Петровский, 2016; Петровский и др., 2011) впервые подробно охарактеризованы геология, минералогия и геохимия уникальных эвдиалитовых фонолитов вулканогенной толщи.

Исследование, результаты которого представлены в предлагаемой статье, посвящено изучению вулканических пород терригенно-вулканогенной толщи. Эта, самая нижняя в разрезе кальдеры, толща названа также «авгититовой» по преобладающему типу вулканитов. Кроме авгититов, здесь описаны покровы лимбургитов, пикритовых порфиритов (Кириченко, 1970; Сапрыкина и др., 1978) и меймечитов (Кухаренко и др., 1971). Вулканиты авгититовой толщи являются одними из наименее изученных пород Контозерского комплекса: коренные выходы этих пород редки, а глубокие скважины № 6 и № 7 авгититовой толщи не достигли (Сапрыкина и др., 1978). В пирокластических породах из вышележащих вулканогенной и карбонатно-терригенной толщ, конечно, встречаются обломки авгититов, но они подверглись сильным вторичным изменениям. В данной работе представлены результаты исследования практически неизмененных образцов, отобранных из коренных выходов вулканитов терригенно-вулканогенной толщи. Наименования вулканических пород терригенно-вулканогенной толщи приведены в соответствие с современными классификационными правилами (Igneous…, 2005), дана характеристика минерального состава пород, состава породообразующих и акцессорных минералов, прослежена смена минеральных ассоциаций вулканитов. Авторами использованы имеющиеся литературные данные по химическому составу пород и собственные материалы, собранные на коренных обнажениях в период полевых работ 2022 г.

ГЕОЛОГО-ПЕТРОГРАФИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА КОНТОЗЕРСКОГО КОМПЛЕКСА И ТЕРРИГЕННО-ВУЛКАНОГЕННОЙ ТОЛЩИ

Вулкано-плутонический Контозерский комплекс (рис. 1) расположен среди архейских (гранат)-биотитовых гнейсов Кольско-Норвежского блока. Возраст терригенно-вулканогенной толщи определен по палинологическим (спорово-пыльцевой анализ) данным как нижнекаменноугольный (Кириченко, 1970), а возраст карбонатно-терригенной толщи — как среднекаменноугольный (Сапрыкина и др., 1978). Для пород Контозерского комплекса также выполнено большое количество определений возраста изотопными методами. Rb–Sr методом для трех вулканитов (карбонатита, пикрита и нефелинита) получен изохронный возраст 461 ± 39 млн лет, а для четырех минералов из эксплозивных карбонатитов — 380 ± 8 млн лет (Арзамасцев и др., 1998, 2002). Возраст флогопита из фоскоритов, брекчирующих оливин-флогопитовые пикриты, определен ⁴⁰Ar/³⁹Ar методом и составляет 369 ± 2 млн лет (Балаганская и др., 2002). Изотопное ⁴⁰Ar/³⁹Ar исследование биотита из нефелиновых сиенитов и клинопироксенитов комплекса показали возраст 381.3 ± 3.9 и 371 ± 4 млн лет для нефелиновых сиенитов и 381.4 ± 3.9 млн лет для клинопироксенитов (Петровский и др., 2008; Петровский и др., 2011).

 

Рис. 1. Геологическая схема Контозерского вулкано-плутонического комплекса по (Сапрыкина и др., 1978), с упрощениями.

а — геологическая схема; б — разрез по линии А–Б; на разрезе показано положение опорной скважины № 6 (С-6) и поисковой скважины № 7 (С-7), пробуренных Ловозерской ГРП в период с 1970 по 1977 г.

Fig. 1. Geological scheme of the Kontozero complex after (Saprykina et al., 1978), simplified.

 

Геологическое строение комплекса и состав слагающих его пород подробно охарактеризованы в многочисленных работах (Попов, 1967; Кириченко, 1970; Кухаренко и др., 1971; Бородин, Гладких, 1973; Сапрыкина и др., 1978; Пятенко, Сапрыкина, 1981; Пятенко, Осокин, 1988; Арзамасцев и др., 1998; Петровский и др., 2011; Арзамасцев, Петровский, 2012). Согласно результатам этих исследований, основной объем комплекса занимают осадочные, пирокластические и эффузивные породы, заполняющие округлую кальдеру, диаметром около 8 км (рис. 1, а). По данным А. С. Попова (1967) и Л. А. Кириченко (1970), залегание пород в кальдере брахисинклинальное, с крутым наклоном слоев (под углами 50—70^о) у контактов с вмещающими гнейсами и с резким их выполаживанием (25—30^о) уже в 500 метрах от контакта. В центральной части кальдеры залегание толщ почти горизонтальное, осложненное широкими пологими складками. Полный разрез заполняющих кальдеру пород разделяют на три толщи (рис. 1, б): верхнюю карбонатно-терригенную (карбонатитовую), среднюю вулканогенную (нефелинит-мелилититовую) и нижнюю терригенно-вулканогенную (или авгититовую).

Карбонатно-терригенная толща слагает центральную часть кальдеры и распространена на площади 15.4 км² (рис. 1, а). Полный разрез этой толщи вскрыт скважиной № 6 (рис. 1, б), глубина которой составляет 938.2 метра. Нижняя граница карбонатно-терригенной толщи проводится по появлению в разрезе карбонатитовых лав и их туфов. Сверху вниз в разрезе толщи выделяют три пачки:

(1) пачка чередования карбонатных и силикатных пород (глубина 0.0—200.5 м): чередование вулканомиктово-карбонатных алевролитов, известняков, доломитов, мергелей с прослоями туфов щелочных базальтоидов и карбонатитовых лав;

(2) пачка силикатных пород (200.5—399.2 м): чередование туфов и кластолав щелочных базальтоидов с осадочными породами — алевролитами, песчаниками, мергелями;

(3) карбонатная пачка (399.2—793.2 м): чередование карбонатитовых лав, их туфов, карбонатных песчаников и алевролитов, известняков, доломитов, аргиллитов.

Вулканогенная толща прослеживается в виде кольца шириной 0.5—2 км (рис. 1, а). Породы этой толщи с постепенным переходом налегают на породы терригенно-вулканогенной толщи, условная граница проводится по исчезновению обломков авгититов в туфах и по появлению в разрезе покровов нефелинитов. Вулканогенная толща на пачки не разделяется, сложена нефелиновыми базальтами, (нефелино)-мелилитовыми базальтами, мелилититами, меланефелинитами, нефелинитами, фонолитами, а также туфами и туффитами. Среди туфов преобладают гравийные и лапиллиевые разновидности, реже встречаются псаммитовые и псефитовые туфы.

Образования терригенно-вулканогенной толщи протягиваются на 14 км дугообразной полосой в восточной и северной частях кальдеры (рис. 1, а). Они с размывом залегают на породах верхнего девона, принадлежащих ловозерской свите. По данным картировочного бурения (Сапрыкина и др., 1978), разрез терригенно-вулканогенной толщи следующий. Низ разреза сложен полимиктовыми глыбовыми и щебеночными брекчиями (мощностью 130—200 метров) с покровами лимбургитов и авгититов мощностью 2.5—7.4 метров. Вверх по разрезу полимиктовые брекчии постепенно переходят в туфогенные брекчии за счет увеличения содержания вулканогенного материала. Далее вверх по разрезу туфогенные брекчии постепенно сменяются глыбовыми агломератовыми ксенотуфами, содержащими обломки такого же состава, что и полимиктовые брекчии. Еще выше по разрезу ксенотуфы уступают место туфам авгититов, среди которых преобладают агломератовые и глыбовые разновидности. Среди ксенотуфов и туфов присутствуют покровы авгититов, лимбургиты здесь не отмечены. Схема строения терригенно-вулканогенной толщи, составленная по данным из работ Л. Г. Сапрыкиной с коллегами (Сапрыкина и др., 1978) и Л. А. Кириченко (Кириченко, 1970) показана на рис. 2.

 

Рис. 2. Схема строения терригенно-вулканогенной толщи, составленная по данным из работ Л. Г. Сапрыкиной с коллегами (Сапрыкина и др., 1978) и Л. А. Кириченко (Кириченко, 1970).

Fig. 2. Scheme of the terrigenous-volcanogenic strata after (Saprykina et al., 1978) and (Kirichenko, 1970).

 

Согласно литературным данным, разнообразие вулканических пород, участвующих в сложении терригенно-вулканогенной толщи, относительно невелико. Преобладающими породами являются авгититы, покровы которых распространены по всему разрезу толщи, а лимбургиты встречаются реже и только в нижней части разреза. В литературе (Кириченко, 1970; Сапрыкина и др., 1978) есть краткое петрографическое описание авгититов. Это массивные породы, черного или зеленовато-черного цвета порфировой структуры. Вкрапленники представлены авгитом, редко — оливином, их количество колеблется от 5 до 60 %. Основная масса состоит из микролитов пироксена, магнетита и вулканического стекла. Лимбургиты внешне и по составу основной массы от авгититов не отличаются, но вкрапленники в них представлены оливином. Относительно доли вкрапленников оливина в объеме породы литературные данные разнятся: от 10—15 % (по Кириченко, 1970) до 40—50 % по (Сапрыкина и др., 1978).

В монографии Л. А. Кириченко (Кириченко, 1970) в составе толщи описаны также пикритовые порфириты — они отличаются от лимбургитов бόльшим содержание вкрапленников оливина (23—35 % объема породы). Кроме того, в работе А. А. Кухаренко с соавторами (Кухаренко и др., 1971) в составе терригенно-вулканогенной толщи описаны меймечиты — породы порфировой структуры, содержащие 30—40 об.% вкрапленников оливина в основной массе, состоящей из микролитов авгита, титаномагнетита, в также вулканического стекла.

Интрузивные породы в Контозерском комплексе представлены пироксенитами (мелко- и крупнозернистыми), мельтейгитами, нефелиновыми и щелочными сиенитами (рис. 1, а). Тела пироксенитов изометричной формы расположены по периферии кальдеры в северной и юго-восточной частях комплекса. Вдоль северо-западного обрамления кальдеры протягивается полоса нефелиновых и щелочных сиенитов, ширина которой варьирует от 400 до 700 метров. Исследования М. Н. Петровского с коллегами (Петровский и др., 2008; Петровский и др., 2011) выявили интрузивную дифференцированную серию щелочно-ультраосновных пород, представленную оливинитами, магнетит-титанитовыми и магнетит-титанит-перовскитовыми клинопироксенитами с прослоями апатит-магнетитовых пород, турьяитами, малиньитами с прослоями ийолитов, нефелиновыми сиенитами и пуласкитами. В центральной части кальдеры расположено штокообразное субвулканическое тело, сложенное сильно измененными пикритовыми порфиритами, карбонатитами, камафоритами, автобрекчиями карбонатитов, альбит-цеолит-анкеритовыми метасоматитами. Субвулканическое тело вскрыто поисковой скважиной № 7, глубина которой составляет 298.8 метров (Сапрыкина и др., 1978).

Породы Контозерского комплекса в значительной степени перекрыты корой выветривания. Площадная кора выветривания развита на карбонатных и вулканогенно-осадочных породах в виде чехла мощностью от 0.5 до 48 метров.

МАТЕРИАЛЫ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Каменный материал был отобран в ходе полевых работ в 2022 г. Поскольку Контозерский комплекс перекрыт корой выветривания и местность местами сильно заболочена, образцы было можно отобрать из старых горных выработок (канав), пройденных в 60—70-х годах прошлого века, положение которых было взято из отчета, составленного под руководством Л. Г. Сапрыкиной (Сапрыкина и др., 1978 ²). По данным этого отчета, в северной части кальдеры коренные выходы пород терригенно-вулканогенной толщи вскрыты канавами К-411 и К-410 (Сапрыкина и др., 1978, текст отчета и приложение 19 «Карта фактического материала района Контозеро»). После расчистки этих канав в период полевых работ 2022 г. авторами были обнаружены небольшие коренные выходы вулканитов терригенно-вулканогенной толщи и отобраны образцы для данного исследования. На рис. 3, а показано положение участка отбора образцов в пределах комплекса, а на рис. 3, б — детальная схема этого участка.

 

Рис. 3. Положение и общий вид участка отбора материалов для исследования.

а — положение участка отбора образцов на геологической схеме Контозерского вулкано-плутонического комплекса; схема по (Сапрыкина и др., 1978), с упрощениями. Условные обозначения соответствуют рис. 1; б — схема участка отбора образцов с расположением канав и картировочных скважин по (Сапрыкина и др., 1978). Образцы для исследования были отобраны из канав К-410 и К-411 (выделены жирным шрифтом); в — общий вид горной выработки (канавы) до расчистки.

Fig. 3. The location of the sampling area.

 

Химический состав пород определен методами «мокрой» химии в ГИ КНЦ РАН. Для SiO₂, TiO₂, ZrO₂, Al₂O₃, Fe₂O₃, FeO, MnO, MgO, CaO, SrO, Na₂O, K₂O, Li₂O, P₂O₅, F, Cl, CO₂, S_общ, REE₂O₃ (Rare Earth Elements, La–Lu), H₂O^– пределы обнаружения составляют 0.01 мас.%; для FeO и CO_2—0.1 мас.%. Для макроскопических исследований использован стереомикроскоп Motic (Motic, Китай), для микроскопических — оптический микроскоп Альтами Полар 3. Определение химического состава минералов, изучение их ассоциаций и взаимоотношений выполнено на сканирующем электронном микроскопе (СЭМ) LEO-1450 (Carl Zeiss Microscopy, Германия), оснащенном рентгеновской энергодисперсионной системой AZtec с детектором ULTIM MAX 100 (OXFORD Instruments, Великобритания). Результаты химического анализа минералов получены при ускоряющем напряжении 20 кВ и токе электронного зонда 1.5—2.0 нА. Для форстерита, содержащего мелкие (менее 2 мкм) ламели магнетита (см. раздел «Минералы»), обобщенный химический анализ был получен сканированием участка поверхности размером 100×100 мкм.

Температуры кристаллизации пород рассчитаны с использованием геотермометра (Putirka, 2008, уравнение 14). Этот геотермометр основан на оценках содержаний оксидов MgO, FeO, Na₂O, K₂O и H₂O в породе и применим для следующих диапазонов содержаний (мас.%), температур и давлений: SiO₂ 31.5—73.6, Na₂O+K₂O 0—14.3, H₂O 0—18.6, P 0.0001—14.4 ГПа, Т 729—2000 °C. Нормативный состав пород рассчитан в программе PetroGram (Gündüz, Asan, 2021).

ПЕТРОГРАФИЧЕСКАЯ И ПЕТРОХИМИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКИ

Петрографическая характеристика. Все исследованные образцы представляют собой массивные черные или зеленовато-черные породы порфировой структуры, состоящие из тонкозернистой основной массы и вкрапленников. По составу вкрапленников породы разделяются на две группы: (1) вкрапленники представлены только оливином (рис. 4, а); (2) во вкрапленниках преобладает диопсид, оливин редок (рис. 4, б).

 

Рис. 4. Вулканические породы терригенно-вулканогенной толщи.

а — с вкрапленниками оливина (образец КТ-30/1); основная масса сложена микролитами диопсида, магнетита, флогопита, присутствует раскристаллизованное вулканическое стекло; б — с вкрапленниками диопсида (преобладают) и оливина (образец КТ-33/1); основная масса сложена диопсидом, магнетитом, перовскитом, нефелином. Cal — кальцит, Di — диопсид, Mag — магнетит, Ol — оливин, Phl — флогопит. Изображения в обратно-рассеянных электронах.

Fig. 4. Volcanic rocks of the terrigenous-volcanogenic strata.

 

В первой группе пород (образцы КТ-28/2, КТ-30/1, КТ-30/1—1) основная масса сложена микролитами диопсида, флогопита, магнетита, а также раскристаллизованным вулканическим стеклом. Акцессорными минералами являются ульвошпинель, хромит, титанит, ильменит и кальцит, вторичными — серпентин, хлорит, пентландит, гидробиотит. Акцессорный кальцит образует округлые глобули — мелкие (до 2 мм в диаметре) округлые образования без какой-либо внутренней структуры. В составе глобулей также присутствуют титанит и ильменит. Размер вкрапленников оливина достигает 3 мм в поперечнике, содержание вкрапленников, с учетом серпентинизированных и хлоритизированных участков зерен, составляет 25—40 % объема породы.

Во втором типе пород (образцы КТ-33/1, КТ-33/1А) основная масса сложена мелкими зернами диопсида, магнетита, флогопита, перовскита, андрадита-шорломита и титанита. Акцессорными минералами являются нефелин, кальцит и фторапатит, вторичными — мусковит. Перовскит, андрадит-шорломит и титанит, как правило, образуют зональные сегрегации (от центра к периферии) от центра к периферии которых минералы сменяют друг друга в последовательности: магнетит → перовскит → титанит → гранат. Размер вкрапленников диопсида достигает 3.8 мм в поперечнике, содержание вкрапленников составляет 20—35 % объема породы. Вкрапленники оливина единичны (образец КТ-33/1) или отсутствуют (образец КТ-33/1А).

Химический состав и классификация пород. Химический и нормативный составы изученных образцов пород представлены в табл. 1. Названия пород даны в соответствии с классификацией, рекомендованной подкомиссией по систематике магматических пород Международного союза геологических наук (Igneous rocks…, 2005). Исследованные вулканические породы названы на основе их химического состава с использованием диаграммы TAS и диаграммы для высокомагнезиальных пород. Классификация вулканических пород по химическому составу, согласно (Igneous rocks…, 2005; Le Bas, 2000), включает следующие шаги:

(I) нормирование химического состава на 100 % без учета содержаний летучих компонентов;

(II) расчет нормативного состава пород;

(III) проверку — относятся ли изученные породы к высокомагнезиальным; высокомагнезиальные породы разделяются в зависимости от содержания MgO, SiO₂, Na₂O + K₂O и TiO₂ на следующие разновидности:

(1) если SiO₂ > 52 %, MgO > 8 % и TiO₂ < 0.5 %, то порода относится к бониниту,

(2) если 52 % > SiO₂ > 30 %, MgO > 18 % и (Na₂O + K₂O) < 2 %, то порода является либо коматиитом (если TiO₂ < 1 %), либо меймечитом (если TiO₂ > 1 %),

(3) если 52 % > SiO₂ > 30 %, MgO > 12 % и (Na₂O + K₂O) < 3 %, то порода относится к пикриту;

(IV) проверку — относятся ли изученные породы к нефелинитам или меланефелинитам: порода является нефелинитом, если нормативного нефелина > 20 %, порода является меланефелинитом, если нормативного нефелина < 20 % и присутствует альбит, но его < 5 %.

Согласно классификации (Igneous rocks…, 2005), образцы КТ-28/2, КТ-30/1, КТ-30/1—1 относятся к высокомагнезиальным породам, а именно — меймечитам, поскольку содержат 52 % > SiO₂ > 30 %, MgO > 18 %, (Na₂O + K₂O) < 2 %, TiO₂ > 1 %. Фигуративные точки, отвечающие этим образцам, показаны на диаграмме TAS (рис. 5, а), а также на диаграмме для высокомагнезиальных пород (рис. 5, б). Образцы пород КТ-33/1, КТ-33/1А не относятся к высокомагнезиальным и не являются нефелинитами или меланефелинитами. Эти породы классифицированы на основе диаграммы TAS: точки, отвечающие их составам, находятся в поле фоидитов. Дополнительно на диаграмму TAS и, в случае если порода относится к высокомагнезиальным, на диаграмму (Na₂O + K₂O)–MgO (рис. 5, б) нанесены точки, отвечающие составам авгититов, лимбургита и меймечита терригенно-вулканогенной толщи, взятым из литературных источников (Кириченко, 1970; Кухаренко и др., 1971; Сапрыкина и др., 1978).

 

Рис. 5. Классификационные диаграммы для вулканических пород по (Igneous rocks…, 2005) с точками, соответствующими исследованным образцам и литературным данным.

а — диаграмма сумма щелочей — кремнезем (TAS); б — классификационная диаграмма (Na₂O + K₂O)–MgO для высокомагнезиальных вулканических пород.

Fig. 5. Classification diagrams for volcanic rocks (Igneous rocks…, 2005).

 

Важно отметить, что существуют определенные различия между отечественными и международными классификациями магматических пород. Отечественный вариант TAS диаграммы (Петрографический кодекс…, 2009) имеет ряд отличий от версии, принятой в международном научном сообществе (Igneous rocks…, 2005): схема включает большее количество полей и, соответственно, разновидностей пород. В данной работе породы названы в соответствии с международной классификацией (Igneous rocks…, 2005).

В химическом составе изученных фоидитов и меймечитов (табл. 1) можно отметить следующие отличия. Породы характеризуются низким содержанием SiO₂, которое несколько возрастает от меймечитов к фоидитам. Также от меймечитов к фоидитам растут содержания CaO, TiO₂, Al₂O₃, Fe₂O₃ и суммарное содержание щелочей, а количества MgO, FeO и Cr₂O₃ уменьшаются. В табл. 1 представлены также результаты расчетов температур образования изученных пород по геотермометру, предложенному в работе (Putirka, 2008). Формула расчета: T, °C = 754 + 190.6 Mg# + 25.52 MgO^liq + 9.585 FeO^liq + 14.87 (Na₂O+K₂O)^liq — 9.176 H₂O^liq, где Mg# = Mg/(Mg + Fe), MgO^liq, FeO^liq, (Na₂O+K₂O)^liq, H₂O^liq — содержания перечисленных компонентов в мас.%.

 

Таблица 1. Химический (мас. %) и нормативный составы исследованных пород

Table 1. Chemical (wt %) and normative compositions of the studied rocks

Анализ	1	2	3	4	5
Образец	КТ-28/2	КТ-30/1	КТ-30/1—1	КТ-33/1	КТ-33/1А
Минералы вкрапленников	Оливин	Оливин	Оливин	Диопсид (оливин редок)	Диопсид
Название породы в соответствии с международной классификацией (Igneous rocks…, 2005)	Меймечит	Меймечит	Меймечит	Фоидит	Фоидит
SiO2	36.38	38.59	36.97	39.69	39.73
TiO2	3.82	3.64	3.88	4.31	4.26
Al2O3	2.77	2.85	2.88	6.39	6.35
Fe2O3	8.24	8.17	7.49	9.46	9.49
Cr2O3	0.18	0.10	0.18	0.06	н. у. о.
MgO	22.31	19.94	23.19	11.18	11.07
FeO	6.95	7.15	7.54	5.83	5.86
MnO	0.20	0.22	0.20	0.24	0.21
CaO	11.33	11.60	11.17	16.75	17.44
SrO	0.21	0.09	0.18	0.30	0.20
Na2O	0.25	0.20	0.24	1.78	1.70
К2O	0.33	0.44	0.36	1.27	1.31
P2O5	0.29	0.34	0.27	0.45	0.49
REE2O3	0.05	0.01	0.04	0.08	0.10
СО2	1.10	1.42	0.73	0.58	0.18
Sобщ	0.06	0.12	0.06	0.25	0.17
H2O–	0.43	0.51	0.35	0.16	0.16
F	0.08	0.10	0.06	0.19	0.21
п. п. п.	5.07	4.76	4.21	0.74	0.80
Сумма	100.05	100.25	100.00	99.71	99.73
Нормативный состав
Анортит	5.78	5.91	5.97	5.75	5.87
Нефелин	1.24	0.96	1.15	8.30	7.88
Лейцит	1.62	2.18	1.76	5.98	6.12
Диопсид	26.92	40.78	26.20	39.52	38.60
Оливин	46.02	37.28	46.93	18.62	18.74
Ларнит	5.81	0.67	5.53	8.59	9.72
Ильменит	7.69	7.31	7.71	8.30	8.17
Магнетит	3.84	3.89	3.76	3.67	3.67
Апатит	0.72	0.83	0.65	1.07	1.14
Хромит	0.28	0.16	0.28	0.09	‒
Сумма	99.92	99.97	99.94	99.89	99.91
Расчет температур кристаллизации (оС)
	1566	1503	1594	1326	1328

Примечание. п. п.п. — потери при прокаливании; н. у. о. — содержание ниже уровня определения.

 

МИНЕРАЛЫ ВУЛКАНИЧЕСКИХ ПОРОД

Оливин (форстерит) в исследованных образцах представлен исключительно вкрапленниками, в основной массе пород он не обнаружен. В меймечитах оливин образует идиоморфные вкрапленники размером от 0.2 до 3 мм в поперечнике (рис. 6, а), интенсивно серпентинизированные и хлоритизированные по периферии и по трещинам. При этом кайма вторичных минералов, окружающих оливин, как правило, зональна: внутренняя ее часть сложена серпентином, а внешняя — хлоритом (рис. 6, б, в). По химическому составу оливин меймечитов соответствует форстериту с содержанием фаялитового минала от 8 до 16 мол.% (табл. 2). Встречаются как однородные по составу зерна форстерита, так и с четко выраженной зональностью (рис. 6, б; табл. 2, ан. 3 и 4): с более магнезиальным (Fo_90—92Fa_8—10) ядром и краевой зоной, обогащенной железом (Fo_84—86Fa_14—16). В таких зональных вкрапленниках, кроме того, края обогащены кальцием [до 0.032 атомов на формулу (a. ф.)], а центральные части — никелем (до 0.009 a. ф.). Состав однородных зерен значительно варьирует. Так, два соседних, расположенных менее чем в миллиметре друг от друга, вкрапленника могут иметь существенно разный состав (табл. 2, ан/ 1 и 2).

 

Рис. 6. Морфология и взаимоотношения минералов в вулканических породах терригенно-вулканогенной толщи Контозерского комплекса.

Меймечиты. а — вкрапленники форстерита (Fo) и кальцитовые (Cal) глобули в мелкозернистой массе, состоящей из диопсида (Di), флогопита (Phl) и магнетита (Mag); б — зональное зерно форстерита, замещаемое серпентином (Srp) и хлоритом (Chl). Fo₉₀ и Fo₈₆ — содержания форстеритового минала (90 и 86 мол.%, соответственно); в — продукты замещения форстерита: серпентин, пентландит (Pn), хлорит; h-Fo(?) — гидратированный форстерит. Фоидиты: г — вкрапленник форстерита, окруженный диопсид-магнетитовыми симплектитовыми срастаниями; д — детальное изображение рис. 6, г; е — агрегат диопсида и магнетита, полностью заместивший вкрапленник форстерита; Изображения в обратно-рассеянных электронах. Prv — перовскит. а, б — образец КТ-30/1; в — образец КТ-28/2; г–е — образец КТ-33/1.

Fig. 6. Morphology and relationships of minerals in volcanic rocks of the Kontozero complex.

 

Таблица 2. Химический состав (мас. %) форстерита из пород Контозерского комплекса

Table 2. Chemical composition (wt %) of forsterite from rocks of the Kontozerо complex

Анализ	1	2	3	4	5	6	7	8
Образец	КТ-30/1	КТ-30/1	КТ-30/1	КТ-30/1	КТ-28/2	КТ-30/1—1	КТ-30/1—1	КТ-33/1
Порода	Меймечиты							Фоидит
Позиция	Соседние зерна		Центр зерна Рис. 6, б	Край зерна Рис. 6, б		Центр зерна	Край зерна	Обобщенный состав
SiO2	41.42	40.14	40.98	40.02	39.77	41.07	39.86	40.51
Cr2O3	0.08	н. у. о.	0.06	н. у. о.	н. у. о.	н. у. о.	н. у. о.	н. у. о.
FeO	7.82	14.83	9.08	13.16	14.28	7.64	14.68	14.00
MnO	0.13	0.31	0.11	0.24	0.32	н. у. о.	0.30	0.29
MgO	49.48	44.04	48.56	44.62	43.95	49.66	43.23	44.72
CaO	0.32	0.94	0.20	1.11	0.96	0.25	1.17	0.29
NiO	0.42	0.23	0.42	0.28	0.32	0.44	0.32	0.19
Сумма	99.67	100.49	99.41	99.43	99.60	99.06	99.56	99.59
Коэффициенты в формуле (О=4)
Si	1.010	1.005	1.008	1.006	1.003	1.007	1.008	1.011
Cr	0.002	0.000	0.001	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000
Fe2+	0.159	0.310	0.187	0.277	0.301	0.157	0.310	0.292
Mn	0.003	0.007	0.002	0.005	0.007	0.000	0.006	0.006
Mg	1.799	1.644	1.780	1.672	1.653	1.815	1.629	1.665
Ca	0.008	0.025	0.005	0.030	0.026	0.007	0.032	0.010
Ni	0.008	0.005	0.008	0.006	0.006	0.009	0.007	0.004
Сумма	2.980	2.990	2.980	2.990	2.990	2.980	2.990	2.980
Fo	92	84	90	86	84	92	84	85
Fa	8	16	10	14	16	8	16	15
Коэффициенты распределения оливин-расплав KD(Fe-Mg)fo–liq
Состав породы, взятый для расчета	Табл. 1, Анализ 2	Табл. 1, Анализ 2	Табл. 1, Анализ 2	Табл. 1, Анализ 2	Табл. 1, Анализ 1	Табл. 1, Анализ 3	Табл. 1, Анализ 3	Табл. 1, Анализ 4
KD	0.22	0.46	0.26	0.41	0.50	0.25	0.55	0.24

 

В фоидитах вкрапленники оливина (размером до 3.5 мм в поперечнике) неидиоморфны, имеют округлую или изометричную форму и окружены симплектитовыми срастаниями диопсида и магнетита (рис. 6, г, д). Некоторые зерна оливина такими срастаниями замещены нацело (рис. 6, е). Оливин из фоидитов незонален, всегда содержит мельчайшие (≤ 2 мкм в поперечнике) ламели магнетита (рис. 6, г, д). Благодаря тому, что ламели магнетита очень мелкие и равномерно распределены в объеме вкрапленника, были получены обобщенные (усредненные) химические анализы форстерита, отражающие его первоначальный состав. Обобщенные составы разных вкрапленников фактически одинаковы и отвечают форстериту Fo₈₅Fa₁₅. В табл. 2 (ан. 8) представлен один из таких составов.

По составам вкрапленников форстерита (табл. 2) и пород, в которых эти вкрапленники находятся (табл. 1), были рассчитаны коэффициенты распределения оливин-расплав K_D(Fe-Mg)^fo–liq (Roeder, Emslie, 1970; Putirka, 2008). Значения K_D(Fe-Mg)^fo–liq варьируют от 0.22—0.26 для оливина с составом Fo_90—92Fa_8—10 до 0.41—0.55 для оливина состава Fo_84—86Fa_14—16 (табл. 2).

Диопсид в меймечитах встречен только как главный минерал основной массы (рис. 6, а–в; рис. 7, а); в фоидитах он присутствует и в основной мелкозернистой массе, и в виде крупных идиоморфных вкрапленников (рис. 6, г; рис. 7, б, в), и в составе симплектитовых срастаний с магнетитом (рис. 6, д, е; рис. 7, г). В мелкозернистой массе меймечитов диопсид обычно образует идиоморфные зерна размером не более 50 мкм в поперечнике (рис. 7, а). В основной мелкозернистой массе фоидитов диопсид представлен удлиненными зернами до 40 мкм в поперечнике. Размеры вкрапленников диопсида в фоидитах варьируют широко — от 0.1 до 3.5 мм в поперечнике.

 

Рис. 7. Морфология и взаимоотношения минералов в вулканических породах терригенно-вулканогенной толщи Контозерского комплекса.

а — кристаллы диопсида (Di) в основной мелкозернистой массе меймечита; б — зональные вкрапленники диопсида в фоидите; в — фрагмент крупного вкрапленника диопсида и мелкие кристаллы диопсида в основной массе фоидита; г — фрагмент симплектитового срастания диопсида и магнетита (Mag), окружающего вкрапленник форстерита (Fo) в фоидите; д — нефелин (Nph), частично замещенный мусковитом (Ms) и нозеан (Nsn) в фоидите; е — минералы надгруппы шпинели в меймечите; центральные части крупных зерен сложены магнетитом, обогащенным хромом Mag(Cr), края этих зерен — ульвошпинель (Uspl), мелкие зерна в породе — магнетит, обогащенный титаном Mag(Ti). Изображения в обратно-рассеянных электронах. Adr — андрадит, Fap — фторапатит, Hbt — гидробиотит, Mag — магнетит, Srp — серпентин, Ttn — титанит. а — образец КТ-28/2; б, в, д — образец КТ-33/1А; г — образец КТ-33/1; е — образец КТ-30/1.

Fig. 7. Morphology and relationships of minerals in volcanic rocks of the Kontozero complex.

 

Химические анализы диопсида из изученных образцов представлены в табл. 3, а на рис. 8, а показано положение этих составов на классификационной диаграмме Wo–En–Fs (Morimoto, 1989). По химическому составу отчетливо выделяется диопсид из симплектитовых срастаний: он практически не содержит примесей и близок к идеальной формуле CaMgSi₂O₆. В то же время для диопсида из мелкозернистой массы меймечитов и фоидитов и из вкрапленников в фоидитах характерны примеси Ti (до 0.215 а. ф.), Al (до 0.319 а. ф.) и Сr (до 0.009 а. ф.). Важно отметить, что вкрапленники диопсида в фоидитах всегда зональны по составу (рис. 7, б, в): их краевые зоны обогащены Ti, Al и Fe. В химическом составе диопсида наблюдаются отрицательные корреляции между Si и Ti, Si и Al и положительная — между Si и Mg (рис. 8, б).

 

Таблица 3. Химический состав (мас. %) диопсида из пород Контозерского комплекса

Table 3. Chemical composition (wt %) of diopside from rocks of the Kontozerо complex

Анализ	1	2	3	4	5	6
Образец	КТ-28/2	КТ-33/1	КТ-33/1A	КТ-33/1A	КТ-33/1A	КТ-33/1
Порода	Меймечит	Фоидит	Фоидит	Фоидит	Фоидит	Фоидит
Позиция	Диопсид в мелкозернистой массе			Вкрапленник диопсида (рис. 7, б)		Диопсид в симплектовом срастании
				центр	край
SiO2	49.58	43.00	45.04	50.93	48.05	54.49
TiO2	2.38	4.70	4.06	1.26	2.37	0.27
Al2O3	2.79	7.08	5.80	2.25	4.20	н. у. о.
Cr2O3	н. у. о.	н. у. о.	н. у. о.	0.24	н. у. о.	н. у. о.
FeO	5.81	8.95	8.22	5.50	7.16	2.55
MnO	0.10	0.12	0.10	н. у. о.	н. у. о.	0.13
MgO	14.64	10.98	12.21	14.97	13.34	16.92
CaO	23.89	23.20	23.75	23.77	23.99	24.95
Na2O	0.24	0.51	0.32	0.14	0.23	0.05
Сумма	99.43	98.54	99.50	99.06	99.34	99.36
Коэффициенты в формуле (М2+М1+Т = 4)
Si	1.845	1.643	1.697	1.897	1.800	2.000
Al	0.122	0.319	0.258	0.099	0.185	–
Fe3+	0.033	0.038	0.045	0.004	0.015	–
ΣТ	2.000	2.000	2.000	2.000	2.000	2.000
Mg	0.812	0.625	0.686	0.831	0.745	0.926
Fe2+	0.082	0.115	0.103	0.091	0.105	0.067
Fe3+	0.039	0.125	0.096	0.035	0.084	–
Ti	0.067	0.135	0.115	0.035	0.067	0.007
Cr	–	–	–	0.007	–	–
ΣМ1	1.000	1.000	1.000	1.000	1.000	1.000
Ca2+	0.953	0.950	0.959	0.949	0.963	0.981
Fe2+	0.027	0.008	0.015	0.041	0.021	0.011
Na+	0.017	0.038	0.023	0.010	0.017	0.004
Mn2+	0.003	0.004	0.003	–	–	0.004
ΣМ2	1.000	1.000	1.000	1.000	1.000	1.000

 

Рис. 8. Составы диопсида и минералов надгруппы шпинели из вулканических пород терригенно-вулканогенной толщи Контозерского комплекса.

а — положение точек, отвечающих составам диопсида на классификационной диаграмме (Morimoto, 1989); б — соотношения компонентов в составах диопсида. Составы диопсида из симплектитовых срастаний диопсид+магнетит (например, рис. 7, г) не показаны.

Fig. 8. Compositions of diopside and spinel supergroup minerals from volcanic rocks of the terrigenous-volcanogenic strata of the Kontozero complex.

 

Нефелин был обнаружен только в фоидитах, его содержание в этих породах составляет 8—10 % от общего объема. Нефелин образует зерна округлой, полигональной, или, реже, неправильной формы размером до 30 мкм в поперечнике, равномерно распределенные в основной массе породы или формирующие небольшие скопления (рис. 7, б, в, д). Нефелин повсеместно замещается агрегатом мельчайших пластинок мусковита (рис. 7, д). В химическом составе нефелина установлены следующие вариации содержаний элементов (n = 3, мас.%): SiO₂ 41.02—41.17 (Si 4.015—4.023 а. ф.), Al₂O₃ 33.77—34.25 (Al 3.903—3.937 а. ф.), Fe₂O₃ 0.66—1.00 (Fe³⁺ 0.048—0.074 а. ф.), CaO 0.77—1.17 (Ca 0.081—0.122 а. ф.), Na₂O 14.47—14.83 (Na 2.736—2.820 а. ф.), K₂O 7.06—7.13 (K 0.878—0.892 а. ф.).

Нозеан, Na₈(Si₆Al₆) O₂₄(SO₄)·H₂O, другой представитель фельдшпатоидов, обнаружен, как и нефелин, только в фоидитах. Нозеан образует единичные мелкие (до 40 мкм в поперечнике) округлые зерна, встречающиеся в скоплениях зерен нефелина (рис. 7, д). В химическом составе нозеана установлены следующие вариации содержаний элементов (n = 3, мас.%): SiO₂ 34.50—35.03 (Si 6,020—6,046 а. ф.), Al₂O₃ 28.67—29.42 (Al 5.921—5.958 а. ф.), Fe₂O₃ 0.17—0.25 (Fe³⁺ 0.033—0.022 а. ф.), CaO 0.70—1.14 (Ca 0.131—0.210 а. ф.), Na₂O 17.45—19.27 (Na 5.814—6.547 а. ф.), K₂O 1.03—1.61 (K 0.230—0.353 а. ф.), SO₃ 7.38—7.44 (S0.971—0.959 а. ф.).

Составы минералов надгруппы шпинели в исследованных породах отвечают магнетиту (наиболее широко распространен), а также ульвошпинели и хромиту. Почти беспримесный магнетит, состав которого близок к идеальной формуле, образует в фоидитах мелкие ламели внутри вкрапленников форстерита (рис. 6, д; рис. 7, г) и симплектитовые срастания с диопсидом, окружающие эти вкрапленники (рис. 6, г, д; рис. 7, г). Обогащенный хромом магнетит и хромит встречены в меймечитах в виде мелких (до 20 мкм в поперечнике) включений внутри вкрапленников форстерита и в центральных частях наиболее крупных зерен в основной массе этих пород (рис. 7, е). Магнетит, обогащенный титаном, и ульвошпинель слагают внешние зоны таких крупных зерен (рис. 7, е) и, кроме того, образуют мелкие кристаллы в основной массе (рис. 7, е). В химическом составе магнетита установлены следующие вариации содержаний элементов (n = 25, мас.%): SiO₂ 0.00—2.39 (Si 0.004—0.093 a. ф.), TiO₂ 1.40—15.18 (Ti 0.042—0.408 а. ф.), Al₂O₃ 0.29—5.05 (Al 0.013—0.210 а. ф.), Cr₂O₃ 0.00—25.84 (Cr 0.000—0.728 а. ф.), V₂O₃ 0.00—0.35 (0.000—0.011 а. ф.), Fe₂O₃ 52.89—85.28 (Fe³⁺ 0.797—1.828 а. ф.), FeO 24.54—40.53 (Fe²⁺ 0.704—1.235 а. ф.), MnO 0.00—1.51 (Mn 0.000—0.047 а. ф.), MgO 0.00—9.72 (Mg 0.000—0.497 а. ф.), СаО 0.00—0.66 (Са 0.000—0.027 а. ф.), NiO 0.00—0.42 (Ni 0.000—0.012 а. ф.). Химические составы минералов надгруппы шпинели, слагающих зональные зерна (рис. 7, е), и хромита, образующего включение в форстерите из меймечита, представлены в табл. 4.

 

Таблица 4. Химический состав (мас. %) минералов из пород Контозерского комплекса

Table 4. Chemical composition (wt %) of minerals from rocks of the Kontozerо complex

Анализ	1	2	3	4	5	6
Образец	КТ-30/1			КТ-30/1	КТ-33/1	КТ-33/1А
Порода	Меймечит			Меймечит	Фоидит	Фоидит
Минерал	магнетит		ульвошпинель	хромит	шорломит	андрадит
Позиция	Mag(Ti) (рис. 7, е)	Mag(Cr) (рис. 7, е)	Uspl (рис. 7, е)
TiO2	15.18	7.03	19.74	6.18	13.58	10.71
SiO2	н. у. о.	н. у. о.	н. у. о.	н. у. о.	28.39	30.50
ZrO2	н. у. о.	н. у. о.	н. у. о.	н. у. о.	0.45	н. у. о.
Al2O3	3.98	5.05	2.74	5.34	1.70	1.98
Cr2O3	5.15	22.63	2.56	29.44	н. у. о.	н. у. о.
V2O3	0.26	н. у. о.	0.45	н. у. о.	0.35	0.23
FeO	67.54	56.18	67.56	46.76	20.18	21.23
MnO	1.24	0.46	1.92	н. у. о.	0.32	0.40
MgO	3.75	8.10	1.37	10.88	1.05	0.95
CaO	0.17	0.05	0.10	н. у. о.	32.06	32.09
NiO	0.25	0.22	0.30	0.36	н. у. о.	н. у. о.
Сумма	97.52	99.92	96.74	98.96	98.08	98.09
	Коэффициенты в формуле (R = 3)				Коэффициенты в формуле (R = 8)
Ti	0.408	0.179	0.550	0.155	0.868	0.679
Si	–	–	–	–	2.412	2.569
Zr	–	–	–	–	0.019	–
Al	0.168	0.201	0.120	0.210	0.170	0.197
Cr	0.146	0.604	0.075	0.777	–	–
V	0.007	–	0.013	–	0.024	0.016
Fe3+	0.863	0.837	0.692	0.702	1.210	1.292
Fe2+	1.157	0.750	1.401	0.604	0.224	0.204
Mn	0.038	0.013	0.060	–	0.023	0.029
Mg	0.200	0.408	0.076	0.542	0.133	0.119
Ca	0.007	0.002	0.004	–	2.918	2.897
Ni	0.007	0.006	0.009	0.010	–	–
Сумма	3.000	3.000	3.000	3.000	8.000	8.000

Примечание. R — число катионов

 

Минералы надгруппы граната являются характерными минералами фоидитов, здесь их содержание достигает 10 об.%. Гранаты образуют мелкие (до 50 мкм в поперечнике) кристаллы в тесной ассоциации с титанитом, перовскитом и магнетитом (рис. 9, а). Химические составы минералов надгруппы граната представлены в табл. 4. Согласно номенклатуре (Grew et al., 2013), составы изученных минералов близки к границе между андрадитом и шорломитом. Один из них (табл. 4, ан. 5) отвечает шорломиту: (Ca_2.92Fe²⁺_0.06Mn_0.02) _Σ3.00(Ti_0.87Fe³⁺_0.79Fe²⁺_0.17Mg_0.13V_0.02Zr_0.02) _Σ2.00(Si_2.41Fe³⁺_0.42Al_0.17) _Σ3.00, а другой (табл. 4, ан. 6) соответствует андрадиту: (Ca_2.90Fe²⁺_0.07Mn_0.03) _Σ3.00(Fe³⁺_1.06Ti_0.68Fe²⁺_0.13Mg_0.12V_0.01) _Σ2.00(Si_2.57Fe³⁺_0.23Al_0.20) _Σ3.00.

 

Рис. 9. Морфология и взаимоотношения минералов в вулканических породах терригенно-вулканогенной толщи Контозерского комплекса.

а — зональный агрегат титансодержащих минералов (от центра к периферии): магнетит (Mag) — перовскит (Prv) — титанит (Ttn) — андрадит (Adr) в фоидите; б — симплектитовые срастания перовскита и диопсида (Di) в фоидите; в — кристаллы титанита (Ttn) в ассоциации с серпентином (Srp) в меймечите; г — срастания титанита и ильменита (Ilm) и кальцита (Cal) в меймечите; д — флогопит (Phl) и гидробиотит (Hbt) в интерстициях диопсида и магнетита в основной мелкозернистой массе меймечита. Изображения в обратно-рассеянных электронах. Fо — форстерит. а — образец КТ-33/1А; б — образец КТ-33/1; в — образец КТ-30/1; г — образец КТ-28/2; д, е — образец КТ-30/1—1.

Fig. 9. Morphology and relationships of minerals in volcanic rocks of the Kontozero complex.

 

Перовскит в меймечитах редок и образует ксеноморфные зерна размером до 30 мкм в поперечнике в мелкозернистой массе породы, а в фоидитах содержание перовскита достигает 5 % объема породы. Здесь он находится или в виде симплектитовых срастаний с диопсидом (рис. 9, б) или входит в состав агрегатов зонального строения (от центра к периферии): Ti-магнетит → перовскит → титанит → андрадит-шорломит или перовскит → титанит → андрадит-шорломит (рис. 9, а). В химическом составе перовскита установлены следующие вариации содержаний элементов (n = 5, мас.%): Nb₂O₅ 0.38—0.57 (Nb 0.004—0.006 а. ф.), TiO₂ 54.27—56.50 (Ti 0.950—0.982 а. ф.), ZrO₂ 0.00—0.22 (Zr 0.000—0.003), Al₂O₃ 0.00—0.32 (Al 0.000—0.009 а. ф.), Fe₂O₃ 1.52—2.79 (Fe³⁺ 0.026—0.048 а. ф.), V₂O₃ 0.29—0.64 (V 0.005—0.012 а. ф.), La₂O₃ 0.00—0.59 (La 0.000—0.005 а. ф.), Се₂О₃ 1.53—1.92 (Ce 0.013—0.016 а. ф.), Nd₂O₃ 0.00—0.57 (Nd 0.000—0.005 а. ф.), СаО 36.69—38.61 (Са 0.909—0.953 а. ф.), SrO 0.44—0.85 (Sr 0.006—0.011 а. ф.), Na₂O 0.00—0.89 (Na 0.000—0.040 а. ф.).

Титанит в меймечитах присутствует, главным образом, в составе серпентиновых или кальцитовых глобулей (рис. 9, в, г), образуя срастания мелких (до 30 мкм в поперечнике) клиновидных кристаллов в тесной ассоциации с ильменитом. В небольшом количестве титанит присутствует в основной массе меймечитов в виде округлых сростков мелких кристаллов. В фоидитах титанит входит в состав зональных срастаний с андрадитом-шорломитом, перовскитом, магнетитом (рис. 9, а) и фторапатитом. В химическом составе титанита установлены следующие вариации содержаний элементов (n = 4, мас.%): Nb₂O₅ 0.05—1.03 (Nb 0.001—0.015 а. ф.), SiO₂ 30.07—31.47 (Si 0.986—1.042 а. ф.), TiO₂ 32.56—37.49 (Ti 0.811—0.924 а. ф.), ZrO₂ 0.00—1.99 (Zr 0.000—0.032 а. ф.), Al₂O₃ 0.58—1.33 (Al 0.023—0.052 а. ф.), Fe₂O₃ 1.79—3.99 (Fe³⁺ 0.044—0.099 а. ф.), Се₂О₃ 0.00—0.68 (Ce 0.000—0.008 а. ф.), V₂O₃ 0.00—0.59 (V 0.000—0.016 а. ф.), СаО 25.82—28.15 (Са 0.916—0.989 а. ф.), BaO 0.00—1.00 (Ba 0.000—0.013 а. ф.), Na₂O 0.00—0.91 (Na 0.000—0.058 а. ф.).

Ильменит установлен только в меймечитах, в фоидитах не обнаружен. Минерал обычно образует тонкие пластинки или удлиненные зерна в срастаниях с титанитом (рис. 9, г). В химическом составе титанита установлены следующие вариации содержаний элементов (n = 3, мас.%): Nb₂O₅ 0.00—1.09 (Nb 0.000—0.012 а. ф.), TiO₂ 46.17—49.92 (Ti 0.871—0.967 а. ф.), SiO₂ 0.00—3.45 (Si 0.000—0.087 а. ф.), FeO 39.14—41.63 (Fe²⁺ 0.821—0.897 а. ф.), MnO 3.63—4.05 (Mn 0.086—0.079 а. ф.), MgO 1.84—2.52 (Mg 0.071—0.094 а. ф.), CaO 0.69—1.94 (Са 0.019—0.052 а. ф.).

Флогопит в фоидитах образует скопления мелких (до 80 мкм в поперечнике) пластинок вокруг симплектитовых срастаний диопсида и магнетита (рис. 6, е). Такие срастания, как указано выше, образуются при замещении, иногда полном, вкрапленников оливина. Кроме того, отдельные пластинки флогопита присутствуют и в основной мелкозернистой массе фоидитов, и, как правило, в тесной ассоциации с диопсидом. Химические анализы флогопита из фоидитов представлены в табл. 5 (ан. 1—3).

 

Таблица 5. Химический состав (мас. %) флогопита и гидробиотита(?) из пород Контозерского комплекса

Table 5. Chemical composition (wt %) of phlogopite and hydrobiotite from rocks of the Kontozerо complex

Анализ	1	2	3	4	5	6	7	8	9	10
Образец	КТ-33/1	КТ-33/1А	КТ-33/1А	КТ-30/1	КТ-30/1—1	КТ-30/1—1	КТ-30/1—1	КТ-28/2	КТ-28/2	КТ-30/1
Порода	Фоидиты			Меймечиты
Минерал	Флогопит				Гидробиотит(?)
SiO2	38.58	38.25	35.59	39.49	39.64	40.67	40.04	43.31	38.73	41.19
TiO2	2.79	3.12	3.78	0.84	0.50	0.41	0.17	0.28	0.44	0.16
Al2O3	14.55	13.03	14.56	10.19	8.26	7.90	6.73	5.47	8.90	6.08
FeO	7.83	8.97	12.29	12.92	10.45	6.91	7.45	5.31	11.37	6.71
MnO	0.16	0.19	0.34	н. у. о.	0.13	н. у. о.	н. у. о.	н. у. о.	н. у. о.	н. у. о.
MgO	20.97	21.08	17.12	22.87	25.51	27.69	31.28	31.15	27.37	31.86
CaO	н. у. о.	н. у. о.	н. у. о.	0.34	0.38	0.26	н. у. о.	0.31	н. у. о.	0.45
BaO	н. у. о.	0.66	4.28	н. у. о.	н. у. о.	н. у. о.	н. у. о.	н. у. о.	н. у. о.	н. у. о.
Na2O	0.28	0.30	0.12	н. у. о.	н. у. о.	н. у. о.	н. у. о.	н. у. о.	н. у. о.	н. у. о.
K2O	9.96	9.81	8.50	6.35	5.35	4.38	2.25	3.09	4.60	2.40
F	0.88	0.82	н. у. о.	н. у. о.	н. у. о.	н. у. о.	н. у. о.	н. у. о.	н. у. о.	н. у. о.
Сумма	96.00	96.23	96.58	93.00	90.22	88.22	87.92	88.92	91.41	88.85
Коэффициенты в формуле (RVI + RIV = 7)					Коэффициенты в формуле (RVI + RIV = 14)
Si	2.820	2.817	2.717	2.849	5.743	5.849	5.552	6.013	5.430	5.677
Ti	0.153	0.173	0.217	0.046	0.054	0.044	0.018	0.029	0.046	0.017
Al	1.253	1.131	1.310	0.866	1.410	1.339	1.100	0.895	1.471	0.988
Fe3+	0.035	0.077	‒	0.708	1.266	0.831	0.864	0.616	1.333	0.773
Fe2+	0.443	0.475	0.785	0.072	‒	‒	‒	‒	‒	‒
Mn	0.010	0.012	0.022	‒	0.016	‒	‒	‒	‒	‒
Mg	2.285	2.315	1.949	2.460	5.510	5.937	6.466	6.447	5.720	6.546
Сумма	7.000	7.000	7.000	7.000	14.000	14.000	14.000	14.000	14.000	14.000
Ca	‒	‒	‒	0.026	0.059	0.040	‒	0.046	‒	0.066
K	0.929	0.922	0.828	0.584	0.989	0.804	0.398	0.547	0.823	0.422
Na	0.040	0.043	0.018	‒	‒	‒	‒	‒	‒	‒
Ba	‒	0.019	0.128	‒	‒	‒	‒	‒	‒	‒
Сумма	0.969	0.984	0.974	0.610	1.048	0.844	0.398	0.593	0.823	0.488
F	0.203	0.191	‒	‒	‒	‒	‒	‒	‒	‒

Примечания. Кристаллохимические формулы флогопита (анализы 1—4):

1 — (К_0.93Na_0.04) _Σ0.97(Mg_2.29Fe²⁺_0.44Ti_0.15Al_0.07Fe³⁺_0.04Mn_0.01) _Σ3.00(Si_2.82Al_1.18) _Σ4.00(OH_1.80F_0.20) _Σ2.00;

2 — (К_0.92Na_0.04Ba_0.02) _Σ0.98(Mg_2.31Fe²⁺_0.48Ti_0.17Fe³⁺_0.03Mn_0.01) _Σ3.00(Si_2.82Al_1.13Fe³⁺_0.05) _Σ4.00(OH_1.81F_0.19) _Σ2.00;

3 — (К_0.83Ba_0.13Na_0.02) _Σ0.98(Mg_1.95Fe²⁺_0.78Ti_0.22Al_0.03Mn_0.02) _Σ3.00(Si_2.72Al_1.28) _Σ4.00(OH)_2.00;

4 — (К_0.58Ca_0.03) _Σ0.61(Mg_2.46Fe³⁺_0.42Fe²⁺_0.07Ti_0.05) _Σ3.00(Si_2.85Al_0.86Fe³⁺_0.29) _Σ4.00(OH)_2.00.

 

В меймечитах флогопит образует мелкие (до 50 мкм в поперечнике) ксеноморфные зерна, расположенные в интерстициях диопсида и магнетита в основной массе породы (рис 9, д). Флогопит в меймечитах в значительной степени подвергся вторичным изменениям: потере калия и увеличению содержания воды. Продукты такого изменения по химическому составу (табл. 5, ан. 5—10) наиболее близки к гидробиотиту K(Mg, Fe²⁺)₆(Si, Al)₈O₂₀(OH)₄·nH₂O или вермикулиту Mg_0.7(Mg, Fe, Al)₆(Si, Al)₈O₂₀(OH)₄·8H₂O.

Кальцит образует мелкие зерна, заполняющие округлые глобули, расположенные в мелкозернистой массе меймечитов (рис. 6, а). Большинство глобулей состоят только из кальцита, но в некоторых присутствуют также титанит и серпентин (рис. 9, е). В фоидитах кальцит очень редок, обнаружено только несколько зерен размером менее 10 мкм в поперечнике в ассоциации с титанитом, андрадитом-шорломитом и фторапатитом. Химический состав кальцита (n = 4, мас.%): СаО 54.97—55.73, MgO 0.00—0.88, SrO 0.00—0.55 соответствует формуле (Са_0.98—0.99Mg_0.00—0.02Sr_0.00—0.01) _Σ1.00CO₃.

Фторапатит — акцессорный минерал фоидитов, в меймечитах он не обнаружен. Минерал образует округлые или неправильной формы зерна в ассоциации с перовскитом (рис. 9, б), титанитом, андрадитом-шорломитом. Состав фторапатита мало изменчив. В образце КТ-33/1 он содержит примеси только стронция и кремния: состав (мас.%) P₂O₅ 40.95, SiO₂ 0.55, CaO 53.52, SrO 2.53, F 2.38, сумма 99.93 соответствует формуле (Ca_4.88Sr_0.13) _Σ5.01(P_2.95Si_0.05) _Σ3.00O₄F_0.64 (Si + P = 3). В образце КТ-33/1А фторапатит содержит, кроме того, примеси редкоземельных элементов. Здесь состав фторапатита таков (мас.%): P₂O₅ 39.80, SiO₂ 1.23, La₂O₃ 0.45, Ce₂O₃ 0.75, Nd₂O₃ 0.35, CaO 52.44, FeO 0.32, SrO 2.52, F 2.65, сумма 100.51 соответствует формуле (Ca_4.83Sr_0.13Ce_0.02Fe²⁺_0.02La_0.01Nd_0.01) _Σ5.02(P_2.89Si_0.11) _Σ3.00O₄F_0.72 (Si+P = 3).

Серпентин и хлорит являются вторичными минералами меймечитов, интенсивно замещающими вкрапленники форстерита (рис. 6, б, в) и зерна диопсида в основной массе породы (рис. 9, г). Иногда при таком замещении формируются полные серпентин-хлоритовые псевдоморфозы, повторяющие форму кристаллов форстерита. В ассоциации с серпентином постоянно присутствует пылевидная вкрапленность пентландита (рис. 6, в). Репрезентативные анализы серпентина и хлорита представлены в табл. 6. Характерными примесями в составе серпентина являются титан, кальций и никель (содержания этих примесей до 0.01 а. ф.), а в составе хлорита — титан (до 0.01 а. ф.), марганец (до 0.03 а. ф.) и калий (до 0.02 а. ф.).

 

Таблица 6. Химический состав (мас. %) серпентина и хлорита из пород Контозерского комплекса

Table 6. Chemical composition (wt %) of serpentine and chlorite from rocks of the Kontozerо complex

Анализ	1	2	3	4	5	6	7
Образец	KT-30/1	KT-30/1—1	KT-28/2	KT-28/2	KT-28/2	KT-30/1	KT-30/1—1
Порода	Меймечит
Минерал	Серпентин				Хлорит
SiO2	44.50	44.32	44.06	40.37	33.10	33.12	34.18
TiO2	0.10	н. у. о.	0.19	0.13	0.10	0.13	0.10
Al2O3	0.98	0.91	1.22	1.75	11.29	11.42	11.75
Cr2O3	0.15	н. у. о.	н. у. о.	н. у. о.	н. у. о.	н. у. о.	н. у. о.
MgO	36.15	36.24	34.26	32.00	23.80	24.20	26.49
FeO	3.90	4.04	4.69	11.22	18.13	18.40	14.20
MnO	н. у. о.	н. у. о.	н. у. о.	0.13	0.21	0.40	0.21
CaO	0.16	0.13	0.27	0.13	0.17	0.12	0.13
NiO	н. у. о.	н. у. о.	0.22	0.37	0.16	н. у. о.	0.29
K2O	н. у. о.	н. у. о.	0.10	0.07	0.15	0.08	0.12
Сумма	85.94	85.64	85.01	86.17	87.11	87.87	87.47
	Коэффициенты в формуле (O=5, OH=4, 14 отрицательных зарядов)				Коэффициенты в формуле (O=10, OH=8, 28 отрицательных зарядов)
Si	2.099	2.099	2.111	1.994	3.369	3.345	3.387
Ti	0.004	–	0.007	0.005	0.008	0.010	0.007
Al	0.054	0.051	0.069	0.102	1.354	1.359	1.372
Cr	0.006	–	–	–	–	–	–
Mg	2.542	2.559	2.447	2.356	3.612	3.644	3.913
Fe2+	0.154	0.160	0.188	0.464	1.543	1.554	1.177
Mn	–	–	–	0.005	0.018	0.034	0.018
Ca	0.008	0.007	0.014	0.007	0.019	0.013	0.014
Ni	–	–	0.008	0.015	0.013	–	0.023
K	–	–	0.006	0.004	0.019	0.010	0.015
Сумма	4.867	4.875	4.851	4.952	9.956	9.970	9.927

 

Пентландит — вторичный минерал меймечитов, образующийся при серпентинизации вкрапленников форстерита. Мельчайшие зерна пентландита часто располагаются тонкими цепочками в массе серпентина, окружающего форстерит (рис. 6, в). Пентландит диагностирован по рентгеновскому энергодисперсионному спектру.

Мусковит — вторичный минерал фоидитов, замещающий нефелин. Мусковит образует агрегат мелких пластинчатых кристаллов, иногда полностью замещающий зерна нефелина (рис. 7, д). В химическом составе мусковита установлены следующие вариации содержаний элементов (n = 3, мас.%): Na₂O 0.00—0.14 (Na 0.000—0.018 а. ф.), Al₂O₃ 38.02—38.15 (Al 2.956—2.966 а. ф.), SiO₂ 45.17—45.48 (Si 2.979—3.000 а. ф.), K₂O 11.60—11.73 (K 0.976—0.987 а. ф.), CaO 0.00—0.26 (Ca 0.000—0.018 а. ф.), Fe₂O₃ 0.70—0.94 (Fe³⁺ 0.035—0.047 а. ф.).

ФОРМИРОВАНИЕ МИНЕРАЛЬНЫХ АССОЦИАЦИЙ ВУЛКАНИТОВ ТЕРРИГЕННО-ВУЛКАНОГЕННОЙ ТОЛЩИ

Литературные данные, содержащие петрографическую и/или петрохимическую характеристики вулканических пород самой нижней (рис. 1, а, б), терригенно-вулканогенной толщи Контозерского комплекса, довольно ограничены (Кириченко, 1970; Кухаренко и др., 1971; Сапрыкина и др., 1978). В разрезе толщи описаны покровы вулканитов порфировой структуры, в которых основная мелкозернистая масса сложена микролитами пироксена (диопсида), (титано)магнетита и вулканическим стеклом, а вкрапленники — либо пироксеном (диопсидом), либо оливином. Породы с вкрапленниками пироксена (диопсида) описаны под названием «авгититы», а породы, содержащие оливин в виде вкрапленников — под названиями «лимбургиты», «пикритовые порфириты» и «меймечиты». Последние три разновидности пород, согласно описаниям, приведенным в литературных источниках (Кириченко, 1970; Кухаренко и др., 1971; Сапрыкина и др., 1978), отличаются содержанием вкрапленников оливина. Бурение, проведенное в пределах контозерской кальдеры (Кириченко, 1970; Сапрыкина и др., 1978), позволило установить пространственные соотношения между вулканическими породами в разрезе терригенно-вулканогенной толщи. Было установлено, что покровы лимбургитов залегают в нижней части разреза, а авгититы — преобладают в верхней (рис. 2). Положение в разрезе пикритовых порфиритов и меймечитов в литературе не уточняется, есть только информация о том, что эти породы встречаются редко (Кириченко, 1970; Кухаренко и др., 1971).

В 2022 г. при расчистке старых горных выработок авторами были обнаружены коренные выходы вулканических пород терригенно-вулканогенной толщи и отобраны образцы для данного исследования. Однако, при полевых наблюдениях не было точно установлено положение собранных образцов в общем разрезе толщи (рис. 2). Исследовав химический и минеральный составы этих образцов, мы попытались соотнести их с ранее описанными в разрезе терригенно-вулканогенной толщи лимбургитами и авгититами. Действительно, образцы КТ-28/2, КТ-30/1, КТ-30/1—1 по составу вкрапленников и основной массы соответствуют породам, описанным как «лимбургиты», а образцы КТ-33/1 и КТ-33/1А — отвечают «авгититам». По соотношению Na₂O+K₂O — SiO₂ (рис. 5) исследованные породы, а также ранее описанные в литературе авгититы и лимбургиты, очень близки и, согласно современной классификации магматических горных пород (Igneous rocks…, 2005), относятся к меймечитам и фоидитам. Образцы (КТ-28/2, КТ-30/1, КТ-30/1—1), содержащие вкрапленники оливина в мелкозернистой массе диопсида, магнетита, флогопита и раскристаллизованного вулканического стекла относятся к меймечитам (рис. 5, а, б). Образцы (КТ-33/1 и КТ-33/1А) с вкрапленниками диопсида в массе диопсида, магнетита и флогопита (присутствуют также перовскит, андрадит-шорломит и титанит) являются фоидитами (рис. 5, а).

Меймечиты образовались из наиболее богатого магнием и недосыщенного кремнеземом ультраосновного расплава в интервале температур 1505—1595 °C (табл. 1). Вкрапленники форстерита кристаллизовались в процессе подъемы магмы: увеличение содержания кальция от центра к краю его зональных зерен (табл. 2, ан.3, 4 и 6, 7) отражает переход от плутонической стадии кристаллизации к приповерхностным условиям (Simkin, Smith, 1970). Вариации значений коэффициентов распределения форстерит-расплав K_D(Fe-Mg)^fo–liq также указывают на кристаллизацию вкрапленников оливина при подъеме магмы. В случае, если форстерит равновесен с расплавом, значения K_D(Fe-Mg)^fo–liq должны находиться в интервале 0.30±0.03 (Roeder, Emslie, 1970; Putirka, 2008). Для изученных образцов значения K_D(Fe-Mg)^fo–liq, близкие к этому интервалу (0.22—0.26), получены для ядер зональных кристаллов (табл. 2; ан. 3, 6). При излиянии на поверхность происходила быстрая кристаллизация основной мелкозернистой массы меймечитов.

Фоидиты, залегающие в разрезе теригенно-вулканогенной толщи выше меймечитов [рис. 2, (Кириченко, 1970; Сапрыкина и др., 1978)], кристаллизовались непосредственно после меймечитов, при более низкой температуре (1325—1330 °C; табл. 1). Предшествующая кристаллизация меймечитов привела к значительному уменьшению концентрации магния и увеличению содержания кремния и кальция в расплаве. В результате, наряду с вкрапленниками оливина, в фоидитах кристаллизовались вкрапленники диопсида. Ранее образованный оливин реагировал с расплавом с образованием симплектитовых срастаний диопсида и магнетита (рис. 6, г–е; рис. 7, г). Схематически реакцию между оливином и расплавом можно записать в следующем виде (компонент_распл означает присутствие компонента в расплаве):

3MgFeSiO₄ (форстерит) + 3CaO_распл + 3SiO_{2 распл} + ½O₂ → 3CaMgSi₂O₆ (диопсид) + Fe₃O₄ (магнетит)

или, для форстерита, состав которого близок к составу вкрапленников в изученных породах:

3Mg_1.80Fe_0.20SiO₄ (форстерит) + 5.4CaO_распл + 7.8SiO_{2 распл} + 0.1O₂ → 5.4CaMgSi₂O₆ (диопсид) + 0.2Fe₃O₄ (магнетит).

Симплектитовые срастания клинопироксена и магнетита довольно часто встречаются внутри зерен оливина из различных пород (Кухаренко и др., 1965; Moseley, 1984; Хисина, Лоренц, 2015). Такие срастания образуют тонкие ламели, которые располагаются параллельно оси (001) минерала-хозяина и образовались за счет перераспределения в нем примесных компонентов (Moseley, 1984; Ashworth, Chambers, 2000). Магнетитовые ламели (≤ 2 мкм в поперечнике) присутствуют и в изученном нами оливине из фоидитов (рис. 6, д). Образование пироксен-(магнетитовых) оторочек вокруг оливина в результате реакции оливина с расплавом также описано в литературе, но при этом образуется ортопироксен (энстатит) за счет протекания перитектической реакции: (Mg, Fe)₂SiO₄ + SiO₂ → (Mg, Fe)₂Si₂O₆ (например, Cortés et al., 2006). Поскольку при изменении состава расплава в ряду меймечиты → фоидиты увеличивалась концентрация не только кремния, но и кальция, в фоидитах сформировались необычные диопсид-магнетитовые оторочки вокруг оливина.

Увеличение концентрации кремния и кальция при переходе от меймечитов к фоидитам привело к существенной смене ассоциаций титансодержащих минералов. В меймечитах основными концентраторами титана являются магнетит и ульвошпинель. В фоидитах разнообразие титансодержащих минералов возрастает, и они обычно собраны в сегрегации с зональностью от центра к периферии: обогащенный титаном магнетит («Ti-магнетит») → перовскит → титанит → андрадит/шорломит (рис. 9, а). Образование такой зональности можно представить в виде последовательности схематических реакций:

Fe₂TiO₄ (ульвошпинель) + CaO_распл + 1/2O₂ → CaTiO₃ (перовскит) + Fe₂O₃

или

4Fe(Fe_1.5Ti_0.5) O₄ («Ti-магнетит») + 2CaO_распл + 1.5O₂ → 2CaTiO₃ (перовскит) + 5Fe₂O_3,

CaTiO₃ (перовскит) + SiO_{2 распл} → CaTi(SiO₄) O (титанит),

CaTi(SiO₄) O (титанит) + SiO_{2 распл} + Fe₂O_{3 распл} + 2CaO_распл → Ca₃Fe₂TiSi₂O₁₂ («Ti-андрадит»).

Таким образом, как и в случае замещающих форстерит диопсид-магнетитовых срастаний, увеличение разнообразия титансодержащих минералов и образование их зональных сегрегаций связаны с ростом концентрации кремния и кальция в расплаве при переходе от меймечитов к фоидитам.

При переходе от меймечитов к фоидитам суммарное количество железа остается неизменным (около 15 мас.%), но соотношение Fe₂O₃/FeO в фоидитах значительно выше, чем в меймечитах (табл. 1). Рост содержания Fe₂O₃ обусловлен кристаллизацией в более ранних породах (меймечитах) минералов, содержащих преимущественно двухвалентное железо (форстерита, диопсида, обогащенного титаном магнетита, ульвошпинели). Кроме того, увеличение соотношения Fe₂O₃/FeO может быть связано с проявлением “alkali-ferric-iron” эффекта (Carmichael, Nicholls, 1967) из-за увеличения Na₂O и K₂O в фоидитовом расплаве. Увеличение соотношения Fe₂O₃/FeO в ряду меймечиты → фоидиты стало причиной понижения содержания титана в магнетите из фоидитов и образования титаном собственных фаз, таких как перовскит, титанит и гранат ряда андрадит-шорломит (рис. 9, а).

По нашим данным, вхождение титана в структуру диопсида связано с замещением по схеме ^М1Ti + ^Т2Al ↔ ^М1Mg + ^Т2Si (рис. 8, б). Поскольку растворимость титана в клинопироксенах растет с уменьшением давления (Sepp, Kunzmann, 2001), увеличение содержания титана от центра к краю зональных вкрапленников диопсида (рис. 7, б, в; табл. 3, анализы 4 и 5) в фоидитах отражает, по-видимому, переход от плутонической стадии кристаллизации к приповерхностным условиям. По этой же причине диопсид в мелкозернистой массе фоидитов содержит больше титана, чем диопсид вкрапленников (табл. 3).

Таким образом, исследованные вулканические породы терригенно-вулканогенной толщи Контозерского комплекса представлены меймечитами и фоидитами — породами порфировой структуры с вкрапленниками оливина и диопсида, соответственно. В последовательности пород меймечиты → фоидиты смена характера вкрапленников, а также ассоциации минералов титана обусловлены ростом концентраций СаО и SiO₂ и увеличением соотношения Fe₂O₃/FeO.

Финансирование. Исследование выполнено в рамках темы FMEZ-2024-0008 (аналитические исследования) и при поддержке проекта РНФ № 21-47-09010 (полевые работы).

 

¹ Названия толщ даны по (Сапрыкина и др., 1978).

² Сапрыкина Л. Г., Пантелеймонов В. М., Подурушин В. Ф., Терешков В. Г. Отчет о поисковых работах на апатит и бурении в Контозерской впадине в 1970—77гг / Мурманская ГРЭ Ловозерская ГРП; рук. Сапрыкина Л. Г.; исполн.: Пантелеймонов В. М., Подурушин В. Ф., Терешков В. Г. Апатиты, 1978.

Авторлар туралы

N. Zabavchik

Federal Research Centre Kola Science Centre RAS

Email: j.mikhailova@ksc.ru

Geological Institute

Ресей, Apatity

J. Mikhailova

Federal Research Centre Kola Science Centre RAS

Хат алмасуға жауапты Автор.
Email: j.mikhailova@ksc.ru

Geological Institute

Ресей, Apatity

Yа. Pakhomovsky

Federal Research Centre Kola Science Centre RAS

Email: j.mikhailova@ksc.ru

Geological Institute

Ресей, Apatity

Әдебиет тізімі

Қосымша файлдар